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El rebote posglacial (también llamado rebote isostático o rebote cortical ) es el ascenso de masas de tierra tras la eliminación del enorme peso de las capas de hielo durante el último período glacial , que había provocado la depresión isostática . El rebote posglacial y la depresión isostática son fases de la isostasia glacial ( ajuste isostático glacial , glacioisostasia ), la deformación de la corteza terrestre en respuesta a cambios en la distribución de la masa de hielo. [1] Los efectos directos del rebote posglacial son evidentes en partes del norte de Eurasia , América del Norte , la Patagonia y la Antártida . Sin embargo, a través de los procesos de sifón oceánico y apalancamiento continental , los efectos del rebote posglacial en el nivel del mar se sienten globalmente lejos de las ubicaciones de las capas de hielo actuales y anteriores. [2]
Durante el último período glacial , gran parte del norte de Europa , Asia , América del Norte , Groenlandia y la Antártida estuvo cubierta por capas de hielo , que alcanzaron hasta tres kilómetros de espesor durante el máximo glacial hace unos 20.000 años. El enorme peso de este hielo provocó que la superficie de la corteza terrestre se deformara y se deformara hacia abajo, obligando al material viscoelástico del manto a fluir lejos de la región cargada. Al final de cada período glacial , cuando los glaciares retrocedieron, la eliminación de este peso provocó un levantamiento o rebote lento (y aún continuo) de la tierra y el flujo de retorno del material del manto hacia el área desglaciada . Debido a la extrema viscosidad del manto, la tierra tardará muchos miles de años en alcanzar un nivel de equilibrio .
El levantamiento se ha producido en dos etapas distintas. El levantamiento inicial después de la desglaciación fue casi inmediato debido a la respuesta elástica de la corteza cuando se eliminó la carga de hielo. Después de esta fase elástica, el levantamiento se produjo mediante un flujo viscoso lento a una velocidad exponencialmente decreciente. [ cita necesaria ] Hoy en día, las tasas de elevación típicas son del orden de 1 cm/año o menos. En el norte de Europa, esto queda claramente demostrado por los datos GPS obtenidos por la red GPS BIFROST; [3] Por ejemplo, en Finlandia , la superficie total del país está creciendo aproximadamente siete kilómetros cuadrados por año. [4] [5] Los estudios sugieren que el rebote continuará durante al menos otros 10.000 años. El levantamiento total desde el final de la desglaciación depende de la carga de hielo local y podría ser de varios cientos de metros cerca del centro de rebote.
Recientemente, el término "rebote posglacial" está siendo reemplazado gradualmente por el término "ajuste isostático glacial". Esto es un reconocimiento de que la respuesta de la Tierra a la carga y descarga de los glaciares no se limita al movimiento de rebote ascendente, sino que también implica el movimiento descendente de la tierra, el movimiento horizontal de la corteza, [ 3] [6] cambios en los niveles globales del mar [7] y el campo de gravedad de la Tierra, [8] terremotos inducidos, [9] y cambios en la rotación de la Tierra. [10] Otro término alternativo es "isotasia glacial", porque el levantamiento cerca del centro de rebote se debe a la tendencia hacia la restauración del equilibrio isostático (como en el caso de la isostasia de montañas). Desafortunadamente, ese término da la impresión equivocada de que de alguna manera se alcanza el equilibrio isostático, por lo que al agregar "ajuste" al final, se enfatiza el movimiento de restauración.
El rebote posglacial produce efectos mensurables sobre el movimiento vertical de la corteza terrestre, los niveles globales del mar, el movimiento horizontal de la corteza terrestre, el campo gravitatorio, la rotación de la Tierra, el estrés de la corteza terrestre y los terremotos. Los estudios del rebote de los glaciares nos brindan información sobre la ley de flujo de las rocas del manto, lo cual es importante para el estudio de la convección del manto, la tectónica de placas y la evolución térmica de la Tierra. También brinda información sobre la historia pasada de la capa de hielo, que es importante para la glaciología , el paleoclima y los cambios en el nivel global del mar. Comprender el rebote posglacial también es importante para nuestra capacidad de monitorear el cambio global reciente.
Cantos rodados erráticos , valles en forma de U , drumlins , eskers , lagos hervidor y estrías de lecho rocoso se encuentran entre las firmas comunes de la Edad del Hielo . Además, el rebote posglacial ha provocado numerosos cambios significativos en las costas y los paisajes durante los últimos miles de años, y los efectos siguen siendo significativos.
En Suecia , el lago Mälaren era anteriormente un brazo del Mar Báltico , pero la elevación finalmente lo cortó y llevó a que se convirtiera en un lago de agua dulce aproximadamente en el siglo XII, en el momento en que se fundó Estocolmo en su desembocadura . Las conchas marinas encontradas en los sedimentos del lago Ontario implican un evento similar en tiempos prehistóricos. Otros efectos pronunciados se pueden ver en la isla de Öland , Suecia, que tiene poco relieve topográfico debido a la presencia del mismísimo Stora Alvaret . El ascenso del terreno ha provocado que la zona de asentamiento de la Edad del Hierro se aleje del Mar Báltico , lo que ha hecho que los pueblos actuales de la costa oeste se alejen inesperadamente de la costa. Estos efectos son bastante dramáticos en el pueblo de Alby , por ejemplo, donde se sabía que los habitantes de la Edad del Hierro subsistían gracias a una importante pesca costera.
Como resultado del rebote posglacial, se prevé que el golfo de Botnia eventualmente se cerrará en Kvarken dentro de más de 2.000 años. [11] El Kvarken es un sitio del Patrimonio Natural Mundial de la UNESCO , seleccionado como un "área tipo" que ilustra los efectos del rebote posglacial y el retroceso glacial del holoceno .
En varios otros puertos nórdicos , como Tornio y Pori (antes en Ulvila ), el puerto ha tenido que ser reubicado varias veces. Los nombres de los lugares en las regiones costeras también ilustran el ascenso del territorio: hay lugares en el interior llamados "isla", "skerry", "roca", "punta" y "sonido". Por ejemplo, Oulunsalo "isla de Oulujoki " [12] es una península, con nombres en el interior como Koivukari "Birch Rock", Santaniemi "Sandy Cape" y Salmioja "el arroyo del Sound". (Compárese [1] y [2].)
En Gran Bretaña , la glaciación afectó a Escocia pero no al sur de Inglaterra , y el rebote posglacial del norte de Gran Bretaña (hasta 10 cm por siglo) está provocando un correspondiente movimiento descendente de la mitad sur de la isla (hasta 5 cm por siglo). ). Esto conducirá eventualmente a un mayor riesgo de inundaciones en el sur de Inglaterra y el suroeste de Irlanda. [13]
Dado que el proceso de ajuste isostático de los glaciares hace que la tierra se mueva en relación con el mar, se ha descubierto que las costas antiguas se encuentran por encima del nivel actual del mar en áreas que alguna vez estuvieron glaciares. Por otro lado, algunas partes de la zona periférica del abultamiento que se levantaron durante la glaciación ahora comienzan a disminuir. Por lo tanto, en la zona del Bulge se encuentran playas antiguas por debajo del nivel actual del mar. Los "datos relativos del nivel del mar", que consisten en mediciones de altura y edad de las playas antiguas de todo el mundo, nos dicen que el ajuste isostático de los glaciares se produjo a un ritmo mayor cerca del final de la desglaciación que en la actualidad.
El actual movimiento de elevación en el norte de Europa también es monitoreado por una red GPS llamada BIFROST. [3] [14] [15] Los resultados de los datos GPS muestran una tasa máxima de aproximadamente 11 mm/año en la parte norte del Golfo de Botnia , pero esta tasa de elevación disminuye y se vuelve negativa fuera del antiguo margen de hielo.
En el campo cercano, fuera del antiguo margen de hielo, la tierra se hunde con respecto al mar. Este es el caso de la costa este de Estados Unidos, donde antiguas playas se encuentran sumergidas por debajo del nivel actual del mar y se espera que Florida quede sumergida en el futuro. [7] Los datos de GPS en América del Norte también confirman que la elevación del terreno se convierte en hundimiento fuera del antiguo margen de hielo. [6]
Para formar las capas de hielo de la última Edad del Hielo, el agua de los océanos se evaporó, se condensó en forma de nieve y se depositó en forma de hielo en altas latitudes. Así, el nivel global del mar cayó durante la glaciación.
Las capas de hielo del último máximo glacial eran tan enormes que el nivel global del mar cayó unos 120 metros. Así, las plataformas continentales quedaron expuestas y muchas islas quedaron conectadas con los continentes a través de tierra firme. Este fue el caso entre las Islas Británicas y Europa ( Doggerland ), o entre Taiwán, las islas de Indonesia y Asia ( Sundaland ). También existió un puente terrestre entre Siberia y Alaska que permitió la migración de personas y animales durante el último máximo glacial. [7]
La caída del nivel del mar también afecta a la circulación de las corrientes oceánicas y, por tanto, tiene un impacto importante en el clima durante el máximo glacial.
Durante la desglaciación, el agua helada derretida regresa a los océanos, por lo que el nivel del mar en los océanos vuelve a aumentar. Sin embargo, los registros geológicos de los cambios en el nivel del mar muestran que la redistribución del agua helada derretida no es la misma en todos los océanos. En otras palabras, dependiendo de la ubicación, el aumento del nivel del mar en un determinado sitio puede ser mayor que en otro sitio. Esto se debe a la atracción gravitacional entre la masa de agua derretida y otras masas, como capas de hielo restantes, glaciares, masas de agua y rocas del manto [7] y a los cambios en el potencial centrífugo debido a la rotación variable de la Tierra. [dieciséis]
El movimiento vertical que lo acompaña es el movimiento horizontal de la corteza. La red GPS BIFROST [15] muestra que el movimiento diverge del centro de rebote. [3] Sin embargo, la mayor velocidad horizontal se encuentra cerca del antiguo margen de hielo.
La situación en América del Norte es menos segura; Esto se debe a la escasa distribución de estaciones GPS en el norte de Canadá, que es bastante inaccesible. [6]
La combinación de movimiento horizontal y vertical cambia la inclinación de la superficie. Es decir, los lugares más al norte aumentan más rápido, un efecto que se hace evidente en los lagos. Los fondos de los lagos se inclinan gradualmente alejándose de la dirección del máximo de hielo anterior, de modo que las orillas de los lagos en el lado del máximo (generalmente norte) retroceden y las orillas opuestas (sur) se hunden. [17] Esto provoca la formación de nuevos rápidos y ríos. Por ejemplo, el lago Pielinen en Finlandia, que es grande (90 x 30 km) y está orientado perpendicularmente al antiguo margen de hielo, originalmente drenaba a través de una salida en el medio del lago cerca de Nunnanlahti hasta el lago Höytiäinen . El cambio de inclinación provocó que Pielinen atravesara el Uimaharju esker en el extremo suroeste del lago, creando un nuevo río ( Pielisjoki ) que corre hacia el mar a través del lago Pyhäselkä hasta el lago Saimaa . [18] Los efectos son similares a los que afectan a las costas del mar, pero ocurren sobre el nivel del mar. La inclinación de la tierra también afectará el flujo de agua en lagos y ríos en el futuro y, por lo tanto, es importante para la planificación de la gestión de los recursos hídricos.
En Suecia, la desembocadura del lago Sommen en el noroeste tiene un rebote de 2,36 mm/a, mientras que en el este de Svanaviken es de 2,05 mm/a. Esto significa que el lago se está inclinando lentamente y las orillas sureste se están ahogando. [19]
El hielo, el agua y las rocas del manto tienen masa y, a medida que se mueven, ejercen una atracción gravitacional sobre otras masas hacia ellos. Por lo tanto, el campo de gravedad , que es sensible a toda la masa en la superficie y dentro de la Tierra, se ve afectado por la redistribución del hielo/agua derretida en la superficie de la Tierra y el flujo de rocas del manto en su interior. [20]
Hoy, más de 6.000 años después de que terminara la última desglaciación, el flujo de material del manto que regresa al área glaciar hace que la forma general de la Tierra se vuelva menos achatada . Este cambio en la topografía de la superficie de la Tierra afecta los componentes de longitud de onda larga del campo de gravedad. [ cita necesaria ]
El campo de gravedad cambiante puede detectarse mediante repetidas mediciones terrestres con gravímetros absolutos y recientemente mediante la misión del satélite GRACE . [21] El cambio en los componentes de longitud de onda larga del campo gravitatorio de la Tierra también perturba el movimiento orbital de los satélites y ha sido detectado por el movimiento de los satélites LAGEOS . [22]
El datum vertical es una superficie de referencia para la medición de la altitud y desempeña un papel vital en muchas actividades humanas, incluida la agrimensura y la construcción de edificios y puentes. Dado que el rebote posglacial deforma continuamente la superficie de la corteza terrestre y el campo gravitacional, el dato vertical debe redefinirse repetidamente a lo largo del tiempo.
Según la teoría de la tectónica de placas , la interacción placa-placa produce terremotos cerca de los límites de las placas. Sin embargo, se encuentran grandes terremotos en ambientes intraplacas como el este de Canadá (hasta M7) y el norte de Europa (hasta M5), que están lejos de los límites de placas actuales. Un importante terremoto intraplaca fue el terremoto de magnitud 8 de Nuevo Madrid que ocurrió en el centro de los Estados Unidos continentales en el año 1811.
Las cargas glaciares proporcionaron más de 30 MPa de tensión vertical en el norte de Canadá y más de 20 MPa en el norte de Europa durante el máximo glacial. Esta tensión vertical está soportada por el manto y la flexión de la litosfera . Dado que el manto y la litosfera responden continuamente a las cargas cambiantes de hielo y agua, el estado de tensión en cualquier lugar cambia continuamente con el tiempo. Los cambios en la orientación del estado de tensión se registran en las fallas posglaciales del sureste de Canadá. [23] Cuando las fallas posglaciales se formaron al final de la desglaciación hace 9000 años, la orientación de la tensión principal horizontal era casi perpendicular al antiguo margen de hielo, pero hoy la orientación es en el noreste-suroeste, a lo largo de la dirección del fondo marino que se extiende en el Dorsal mesoatlantica . Esto muestra que la tensión debida al rebote posglaciar había desempeñado un papel importante en la época deglacial, pero se ha relajado gradualmente, de modo que la tensión tectónica se ha vuelto más dominante en la actualidad.
Según la teoría de Mohr-Coulomb sobre la falla de las rocas, las grandes cargas glaciales generalmente suprimen los terremotos, pero la rápida desglaciación los promueve. Según Wu y Hasagawa, la tensión de rebote disponible hoy en día para provocar terremotos es del orden de 1 MPa. [24] Este nivel de tensión no es lo suficientemente grande como para romper rocas intactas, pero es lo suficientemente grande como para reactivar fallas preexistentes que están cerca de fallar. Por lo tanto, tanto el rebote posglacial como la tectónica pasada desempeñan papeles importantes en los terremotos intraplacas actuales en el este de Canadá y el sureste de Estados Unidos. En general, el estrés de rebote posglacial podría haber desencadenado los terremotos intraplacas en el este de Canadá y puede haber desempeñado algún papel en el desencadenamiento de terremotos en el este de Estados Unidos, incluidos los terremotos de Nuevo Madrid de 1811 . [9] La situación actual en el norte de Europa se ve complicada por las actuales actividades tectónicas cercanas y por la carga y el debilitamiento de las costas.
El aumento de la presión debido al peso del hielo durante la glaciación puede haber suprimido la generación de derretimiento y las actividades volcánicas debajo de Islandia y Groenlandia. Por otro lado, la disminución de la presión debido a la desglaciación puede aumentar la producción de derretimiento y la actividad volcánica entre 20 y 30 veces. [25]
El reciente calentamiento global ha provocado que los glaciares de montaña y las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida se derritan y que el nivel global del mar aumente. [26] Por lo tanto, monitorear el aumento del nivel del mar y el equilibrio de masa de las capas de hielo y los glaciares permite a las personas comprender más sobre el calentamiento global.
El reciente aumento del nivel del mar ha sido controlado mediante mareógrafos y altimetría por satélite (por ejemplo, TOPEX/Poseidon ). Además de la adición de agua helada derretida de glaciares y capas de hielo, los cambios recientes en el nivel del mar se ven afectados por la expansión térmica del agua de mar debido al calentamiento global, [27] el cambio del nivel del mar debido a la deglaciación del último máximo glacial (mar posglacial cambio de nivel), deformación del fondo terrestre y oceánico y otros factores. Por lo tanto, para comprender el calentamiento global a partir del cambio en el nivel del mar, uno debe poder separar todos estos factores, especialmente el rebote posglacial, ya que es uno de los factores principales.
Los cambios de masa de las capas de hielo se pueden monitorear midiendo los cambios en la altura de la superficie del hielo, la deformación del suelo debajo y los cambios en el campo de gravedad sobre la capa de hielo. Por lo tanto, las misiones satelitales ICESat , GPS y GRACE son útiles para tal propósito. [28] Sin embargo, el ajuste isostático glacial de las capas de hielo afecta la deformación del suelo y el campo de gravedad actual. Por lo tanto, comprender el ajuste isostático de los glaciares es importante para monitorear el calentamiento global reciente.
Uno de los posibles impactos del rebote provocado por el calentamiento global puede ser una mayor actividad volcánica en áreas que antes estaban cubiertas de hielo, como Islandia y Groenlandia. [29] También puede desencadenar terremotos intraplaca cerca de los márgenes de hielo de Groenlandia y la Antártida. Se prevé que el rebote isostático glacial actual inusualmente rápido (hasta 4,1 cm/año) debido a las recientes pérdidas de masa de hielo en la región de la bahía del Mar de Amundsen en la Antártida, junto con la baja viscosidad regional del manto, proporcionará una modesta influencia estabilizadora sobre la inestabilidad de la capa de hielo marino en la Antártida occidental. , pero probablemente no en un grado suficiente para detenerlo. [30]
La velocidad y cantidad del rebote posglacial está determinada por dos factores: la viscosidad o reología (es decir, el flujo) del manto y las historias de carga y descarga de hielo en la superficie de la Tierra.
La viscosidad del manto es importante para comprender la convección del manto , la tectónica de placas , los procesos dinámicos en la Tierra, el estado térmico y la evolución térmica de la Tierra. Sin embargo, la viscosidad es difícil de observar porque los experimentos de fluencia de rocas del manto a velocidades de deformación naturales tardarían miles de años en observarse y las condiciones de temperatura y presión ambiente no son fáciles de alcanzar durante un tiempo suficientemente largo. Por tanto, las observaciones del rebote posglacial proporcionan un experimento natural para medir la reología del manto. El modelado del ajuste isostático glacial aborda la cuestión de cómo cambia la viscosidad en las direcciones radial [7] [31] [32] y lateral [33] y si la ley de flujo es lineal, no lineal, [34] o reología compuesta. [35] La viscosidad del manto también se puede estimar mediante tomografía sísmica , donde la velocidad sísmica se utiliza como un observable indirecto [36]
Los historiales de espesor del hielo son útiles en el estudio de paleoclimatología , glaciología y paleooceanografía. Las historias del espesor del hielo se deducen tradicionalmente a partir de tres tipos de información: primero, los datos del nivel del mar en sitios estables alejados de los centros de desglaciación dan una estimación de cuánta agua ingresó a los océanos o, equivalentemente, cuánto hielo quedó encerrado en el máximo glacial. . En segundo lugar, la ubicación y las fechas de las morrenas terminales nos indican la extensión real y el retroceso de las capas de hielo del pasado. La física de los glaciares nos da el perfil teórico de las capas de hielo en equilibrio; también dice que el espesor y la extensión horizontal de las capas de hielo en equilibrio están estrechamente relacionados con la condición basal de las capas de hielo. Por tanto, el volumen de hielo encerrado es proporcional a su área instantánea. Finalmente, las alturas de las playas antiguas en los datos del nivel del mar y las tasas de elevación de la tierra observadas (por ejemplo, mediante GPS o VLBI ) se pueden utilizar para limitar el espesor del hielo local. Un modelo de hielo popular deducido de esta manera es el modelo ICE5G. [37] Debido a que la respuesta de la Tierra a los cambios en la altura del hielo es lenta, no puede registrar fluctuaciones rápidas o aumentos repentinos de las capas de hielo, por lo que los perfiles de las capas de hielo deducidos de esta manera solo dan la "altura promedio" durante aproximadamente mil años. [38]
El ajuste isostático glacial también juega un papel importante en la comprensión del calentamiento global y el cambio climático recientes.
Antes del siglo XVIII, en Suecia se pensaba que el nivel del mar estaba descendiendo. Por iniciativa de Anders Celsius se hicieron varias marcas en rocas en diferentes lugares de la costa sueca. En 1765 se pudo concluir que no se trataba de un descenso del nivel del mar sino de un ascenso desigual del terreno. En 1865, a Thomas Jamieson se le ocurrió la teoría de que la elevación de la tierra estaba relacionada con la edad de hielo que se había descubierto por primera vez en 1837. La teoría fue aceptada después de las investigaciones de Gerard De Geer sobre antiguas costas en Escandinavia publicadas en 1890. [39] [40] [41]
En las zonas donde se observa un aumento de la tierra, es necesario definir los límites exactos de la propiedad. En Finlandia, la "nueva tierra" es legalmente propiedad del propietario del área de agua, no de ningún propietario de tierra en la costa. Por lo tanto, si el propietario del terreno desea construir un muelle sobre el "nuevo terreno", necesita el permiso del propietario de la (antigua) zona de agua. El propietario del terreno podrá rescatar el nuevo terreno al precio de mercado. [42] Generalmente el propietario de la zona de agua es la unidad de partición de los propietarios de las costas, una sociedad de cartera colectiva.
La ecuación del nivel del mar ( SLE ) es una ecuación integral lineal que describe las variaciones del nivel del mar asociadas con la PGR. La idea básica del SLE se remonta a 1888, cuando Woodward publicó su trabajo pionero sobre la forma y posición del nivel medio del mar , [43] y sólo más tarde ha sido refinada por Platzman [44] y Farrell [45] en el contexto de el estudio de las mareas oceánicas. En palabras de Wu y Peltier, [46] la solución del SLE produce el cambio de batimetría oceánica dependiente del espacio y del tiempo que se requiere para mantener constante el potencial gravitacional de la superficie del mar para una cronología de desglaciación específica y un modelo terrestre viscoelástico. . La teoría del LES fue luego desarrollada por otros autores como Mitrovica & Peltier, [47] Mitrovica et al. [48] y Spada y Stocchi. [49] En su forma más simple, el SLE dice
donde es el cambio del nivel del mar, es la variación de la superficie del mar vista desde el centro de masa de la Tierra y es el desplazamiento vertical.
De forma más explícita, el SLE se puede escribir de la siguiente manera:
donde es la colatitud y la longitud , es el tiempo y son las densidades del hielo y el agua, respectivamente, es la gravedad de la superficie de referencia, es la función de Green del nivel del mar (dependiente de los coeficientes de carga-deformación viscoelástica, PMA), es la variación del espesor del hielo, representa el término eustático (es decir, el valor promedio del océano de ), y denota convoluciones espacio-temporales sobre las regiones cubiertas de hielo y océano, y la barra superior indica un promedio sobre la superficie de los océanos que garantiza la conservación masiva .
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